Fakultet for Naturvitenskap og Teknologi. Institutt for Geologi.
Land sokkel korrelasjon av sprø mesozoiske og paleozoiske forkastninger i et profil over
Vestfjordbassenget, Vestvågøya og Ribbebassenget.
Petter Andreas Lundekvam
Masteroppgave i Geologi, GEO-3900 August 2015
«Han kom, ble svett og dett var dett»
Marve Fleksnes
Forord
Da nærmer det seg innlevering og en lang studietid er omsider over. Jeg må si jeg har gledet meg til denne dagen, men sitter også på følelsen av at jeg kommer til å savne tiden som student! Vil uansett benytte anledningen til å takke min veileder professor Steffen Bergh for meget god hjelp underveis og for at du alltid har vært behjelpelig når det er blitt spurt om! En stor takk sendes også til medveileder Tormod Henningsen fra Statoil Harstad som har vært svært engasjert under hele prosessen. Vil også takke medstudent Kristian Liland Haraldsvik for ett hyggelig feltarbeid og gode diskusjoner underveis.
Abstrakt
Denne studien har studert geomorfologi og sprø forkastninger i et profil som strekker seg fra Vestfjordbassenget, over Vestvågøya/Lofotryggen og
Ribbebassenget.
Det flate slettelandskapet sentralt på Vestvågøya skiller seg ut fra landskapet ellers i Lofoten, som stor sett består av alpint fjellandskap.
Slettelandskapet er omgitt av alpine asymmetriske fjell langs kysten i NØ og NV. Fjellenes brattside stuper bratt (>60 graders vinkel) ned i havet mot NV og SØ, mens de slake fjellsidene faller slakt (ca. 20 graders vinkel) mot det flate slettelandskapet sentralt på Vestvågøya. Dette danner grunnlag for å tolke Vestvågøya til å utgjøre et grabensystem enten formet som en halvgraben eller som en vanlig (hel-) graben, hvor fjellene utgjør roterte forkastningsblokker.
Feltarbeid, studier av DEM (Digital Elevation Model) og flyfoto har avslørt tre ulike populasjoner bestående av brudd, forkastninger og
lineamenter. Populasjon 1 har N-S til NNØ-SSV trend, populasjon 2 har NØ-SV til Ø-V trend, mens populasjon 3 har VNV-ØSØ til NV-SØ trend. Brudd
forkastninger og lineamenter tilhørende populasjon 1 og 2 har lik trend til de bratte og flate fjellsidene, noe som underbygger teorien at fjellene
representerer roterte forkastningsblokker.
Studier av seismiske linjer som går over Vestfjordbassenget,
Ribbebassenget og Lofotryggen viser tilsvarende morfologi til grabensystemet på Vestvågøya. Ribbebassenget og Vestfjordbassenget utgjør halvgrabner, mens en (hel-) graben er representert internt på den sørlige delen av Lofotryggen.
Innholdsfortegnelse
Forord ... 3
1 Innledning ... 1
1.1 Bakgrunn og ramme for oppgaven... 1
1.2 Mål og metoder for studien ... 3
1.3 Regional geologi ... 5
1.3.1 Innledning, prekambriske og kaledonske bergarter i studieområdet: ... 5
1.3.2 Bergarter i Lofoten Vesterålen: ... 6
1.3.4 Lofoten ... 7
1.3.5 Leknesgruppen ... 9
1.3.8 Post kaledonsk tektonikk: Kollaps av den kaledonske fjellkjede, rifting, ekstensjon og passiv margin evolusjon ... 12
1.4 Metoder ... 18
1.4.1 Feltarbeid ... 18
1.4.2 Digital Terreng-Model (DTM) – Topografi og batymetri data. ... 19
1.4.3 Seismiske data ... 19
1.4.5 Magnetisk anomalidata ... 20
1.5 Terminologi ... 21
2 Resultater: Beskrivelse av strukturelle observasjoner på land ... 24
2.1 Beskrivelse av landformer og storskala lineamenter på Vestvågøya ... 24
2.2 Beskrivelse av sprø forkastninger på land ... 28
2.2.1 Innledning: ... 28
2.2.2 Bjørnerøya ... 29
2.2.3 Vian (masseuttak) ... 32
2.2.4 Stamsund – Steine (vegskjæringer) ... 36
2.2.5 Folkhaugan ... 39
2.2.6 Offersøya/Offersøykammen (kartområde) ... 42
2.2.7 Leknesgruppen ... 46
3 Beskrivelse av offshore data ... 48
3.1 Seismisk data: ... 48
3.1.1 Introduksjon: ... 48
3.1.2 Database: ... 48
3.1.3 Seismisk stratigrafi og de viktigste horisontene: ... 50
3.1.4 Seismisk Tolkning ... 51
3.1.5 Sammendrag og deltolkninger ... 62
3.2 Batymetri data ... 63
3.2.1 Innledning ... 63
3.1.2 Lineamenter og havbunnsmorfologi ... 63
3.3. Magnetisk data ... 66
4 Diskusjon ... 68
4.1 Innledning ... 68
4.2 Diskusjon av landskap og storskala lineamenter ... 68
4.3 Diskusjon av forkastninger og bruddsett på land ... 70
4.4 Diskusjon av seismisk data og tolkning ... 72
4.5 Onshore-offshore korrelasjon av forkastninger ved bruk av batymetri og magnetisk anomalidata ... 74
4.6 Tidfesting av forkastninger ... 76
Kap 4.7 strukturell utvikling av Leknesgraben ... 78
5 Konklusjon ... 82
6 Referanser ... 83
1
1 Innledning
1.1 Bakgrunn og ramme for oppgaven
Denne oppgaven fokuserer på å studere sammenhengen mellom paleozoiske og mesozoiske forkastninger som befinner seg på land og til havs i Lofoten. Det er også av interesse å finne ut hvilken betydning slike sene, sprø forkastninger har hatt for den kaledonske
Leknesgruppen og geomorfologien i området. De studerte områdene er Vestvågøya, Vestfjord- og Ribbebassenget. Oppgaven er en del av et større samarbeidsprosjekt mellom Universitetet i Tromsø (UiT) og Statoil Harstad, hvor det fokuseres på land – sokkeltektonikk i Lofoten, Vesterålen og Vest Troms. Det er tidligere gjort tilsvarende masteroppgaver på Senja, Kvaløya (Thorstensen 2011) og Andøya, Andfjorden (Forthun 2014). Kjetil Indrevær har gjort en doktorgradsavhandling som omhandler land- sokkeltektonikk langs den sørvestlig Barentshavmarginen, (Indrevær et al. 2013; Indrevær et al. 2014 a; Indrevær &
Bergh, 2014).
Utgangspunktet for oppgaven er at større geologiske strukturer som finnes på den midt/nordnorske passive kontinentalmarginen også eksisterer i mindre skala på land i Lofoten, Vesterålen, og Vest Troms. Dette gjelder paleozoiske og mesozoiske forkastninger og riftrelaterte sedimentære bassenger. Teorien underbygges blant annet av det spesielle landskapet i disse delene av landet. Langs Lofotryggen eksisterer det f.eks. tydelige
lineamenter i form av smale sund, fjorder og skrenter (Bergh et al. 2007). Lineamentene har lik trend til de lineamentene som finnes på den grunne kontinentalmarginen. Det er lokalt i fjordene langs Lofotryggen påvist rester av nedforkastede jura kritt bergarter som f.eks. i Sortlandssundet (Osmundsen et al. 2010). Jura-kritt bergartene antas å være bevart
gjennom reaktivering av bassengforkastninger og rask kenozoisk landheving (Hendriks et al.
2010).
Asymmetriske landskapsformer som antas å være roterte forkastningsblokker er også en indikasjon på en klar sammenheng mellom forkastninger på land og på
kontinentalmarginen (Osmundsen et al 2010). De asymmetriske landskapsformene (Fig. 5, 14 a, 17, 19 a-b) på Vestvågøya er av spesiell interesse, og utgangspunkt for dette studiet, da det antas at de danner en graben (Fig. 29) som kan være en analogi til Ribbe- og
2
Vestfjordbassengene (Kap. 3.1) som omslutter Lofotryggen. Høyoppløselig batymetridata like utenfor landområdene langs Lofotryggen gjør det mulig å korrelere seismiske data og forkastninger/lineamenter fra Ribbe- og Vestfjordbassenget med landdata fra Vestvågøya.
Figur 1 Regionalt strukturelt kart over den midtnorske- og sørvestlige Barentshavmarginen. Modifisert etter Indrevær et al.
2013.
3
Figur 2 Oversiktskart over studieområdet og forenklet geologisk kart som viser prekambriske bergarter i Lofoten-Vesterålen og kaledonske bergarter på fastlandet. Se figur 1 for tegnforklaring. Modifisert etter Indrevær et al. (2013)
1.2 Mål og metoder for studien
Hovedmålsettingen er å studere og tolke Leknes-grabenens geometri, geomorfologi og relaterte forkastnings- og bruddmønstre på og rundt Vestvågøya. Resultatene fra land vil bli sammenlignet med undersøkelser av tilsvarende strukturer til havs. Dette gjelder
forkastninger som avgrenser jura-kritt bassenger på den grunne og dype sokkelen nordvest for Lofotryggen (Ribbe- og Trænabassengene) og sørøst i Vestfjorden.
4 Følgende analyseverktøy er benyttet:
1. Strukturgeologiske feltundersøkelser av sprekker og sprø forkastninger på Vestvågøya.
2. Seismiske data fra Statoil er benyttet til å tolke forkastninger og sedimentære sekvenser i Ribbe- og Vestfjordbassengene.
3. Høyoppløselige batymetridata fra MAREANO prosjektet er brukt til å studere strukturer på den den grunne sokkelen og vil fungere som bindeledd mellom feltundersøkelsene på Vestvågøya og de seismiske dataene fra Ribbe- og Vestfjordbassenget.
4. Digital Elevasjon Model (DEM) av Lofoten er brukt til å studere geomorfologi, landskapsformer og strukturer som ellers er vanskelig å undersøke i felt.
5. Egne flybilder og flybilder fra norgeskart.no er brukt til å studere lineamenter og geologiske strukturer på Vestvågøya.
6. Magnetiske anomalidata fra NGU er brukt til å identifisere forkastninger og andre tektoniske lineamenter både på land og på kontinentalmarginen. Dataene er også brukt til å bekrefte eller avkrefte tolkninger fra andre data som f.eks. seismisk data, batymetrisk data og DEM data.
Basert på tolkning av data fra de nevnte analyseverktøyene er det utarbeidet en tektonisk modell for Leknesgrabenens dannelse (geometri og kinematikk) og utvikling i rom og tid sett i relasjon til bassengdannelser i Vestfjordbassenget og Ribbebassenget. Dette arbeidet vil kunne øke forståelsen av prosessene som ligger til grunn for dannelse og utvikling av tektoniske bassenger knyttet til roterte forkastningsblokker, og betydningen av disse og tektonisk styrte landskapsformer av mesozoisk/kenozoisk alder på land langs
kontinentalmarginen.
5 1.3 Regional geologi
1.3.1 Innledning, prekambriske og kaledonske bergarter i studieområdet:
Lofoten Vesterålen ligger som en avlang rekke av øyer fra fastlandet med NØ – SV trend og utgjør en hevet grunnfjellsrygg (horst) på den midt- nordnorske kontinentalmarginen (Blystad et al. 1995; Bergh et al. 2007) («Grunnfjell» refererer til prekambriske krystallinske bergarter i denne oppgaven). Det høye grunnfjellsområdet er en del av den norske
kontinentalmarginen og strekker seg nordover mot Troms, hvor det sammenfaller med Vest- Troms gneisregionen (Zwaan 1995; Bergh et al. 2007). Mellom Lofotryggen og fastlandet ligger Vestfjorden, underlagt av Vestfjordbassenget (Bergh et al. 2007) mens Norskehavet og de ytre delene av kontinentalsokkelen (bl.a. Ribbebassenget) omkranser de nordvestlige områdene. Mot fastlandet i øst ligger de kaledonske skyvedekkene som er rester etter den kaledonske fjellkjeden som ble dannet da Baltica og Laurentia kolliderte i sen silur – tidlig devon (Pedersen et al.1992). Baltica ble i løpet av denne perioden delvis subdusert under Laurentia (Hodges et al. 1982).
Grunnfjellet i Lofoten Vesterålen består hovedsakelig av høymetamorfe
prekambriske bergarter som er dannet dypt i jordskorpen (Griffin et al. 1974; Corfu, 2004 a) og har med det likhetstrekk til den Vestre gneis regionen som befinner seg ca. 800 km lengre sør, på møre og Vestlandet (Klein og Steltenpool 1999). Vestre gneis region består også av tilsvarende prekambriske bergarter, men er i motsetning til Lofoten Vesterålen sterkt preget og deformert av den kaledonske orogonesen. I Lofoten Vesterålen er det kun svake tegn på at området er utsatt for kaledonsk deformasjon (Griffin et al 1974, Tveten 1978, Gustavson, 1975, Olesen et al 1997). Det har derfor oppstått diskusjon om hvorvidt Lofoten Vesterålen er et strandet mikrokontinent fra Laurentia som slapp unna den kaledonske orogonesen, eller at Lofoten Vesterålen er autokton og strekker seg under de kaledonske skyvedekkene på fastlandet, og dermed henger sammen med det Baltiske skjoldet som er eksponert i store deler av Russland, Finland og Sverige (Steltenpohl et al. 2009). I dag er de fleste forskere enige om at grunnfjellet i Lofoten Vesterålen henger sammen med det Baltiske skjoldet (Steltenpohl et al. 2009).
6 1.3.2 Bergarter i Lofoten Vesterålen:
Lofoten Vesterålen består hovedsakelig av arkeiske og tidlig paleo protorozoiske bergarter som er intrudert av sen-paleoproterozoiske plutoner bestående av anortositt –mangeritt – charnokitt – granitt (AMCG) (Corfu, 2004 b). De intrusive sen-paleoproterozoiske plutonene utgjør ca. 50 % av bergartene i Lofoten Vesterålen (Malm & Ormaasen, 1978) og ble
intrudert i løpet av to perioder. Den første intrusjonen foregikk mellom 1870 – 1860 Ma og er definert av det mangerittiske-charnokittiske Hopen plutonet og det granittiske Lødingen plutonet. Denne hendelsen var trolig forårsaket av sammensmelting av øybuer og hoved kollisjonen i den Svekofenniske orogonesen (Corfu, 2007) Den andre perioden forgikk mellom 1800 og 1790 Ma. Intrusivene som ble dannet i denne perioden hadde et mye større omfang både i aktivitet og område. Bergartene i denne perioden ble dannet av både mantel- og skorperester, og er et resultat av endring i kollisjonshastigheten under den Svekofenniske orogonesen (Corfu, 2007).
De vestlige og sørvestlige delene av Lofoten Vesterålen består av bergarter som er dannet under granulitt fascies. Magnetiske (Fig. 28) og gravimetriske målinger av bergartene viser høy anomali. Dette skyldes høy tetthetsverdi og en forhøyet Moho-diskontinuitet (Heier, 1960; Griffin et al 1978; Mjelde et al 1993; Olesen et al 1997; Corfu, 2007). Den forhøyete Moho-diskontinuiteten skyldes mest sannsynlig differensiell oppløft av området og
ekstensjon etter den kaledonske orogonesen, noe som førte til åpningen av det nordlige Atlanterhavet (Corfu, 2004 b). De østlige områdene av Lofoten Vesterålen består av ulike bergarter dannet gjennom amfibolitt facies. Dette er bergarter som gneis, migmatitter, grønnsteinbelter og granittiske plutoner (Corfu, 2004 b).
Vesterålen består av øyene Andøy, Langøy, Hadelsøy og Hinnøy. På Andøya finnes det både prekambriske og mesozoiske bergarter. De prekambriske bergartene kan deles inn i fire grupper: (I) Noeoakeisk migmatittisk gneis, (II) paleoproterozoisk vulkanske bergarter (1,8 – 1,6 Ga) som hører til Lofoten Vesterålen komplekset, og (III) vulkanske bergarter med en arkeisk til paleoproterozoisk alder som er dekket av (IV) metasedimentære
overflatebergarter (Henningsen & Tveten, 1998).
7 1.3.3 Lofoten
De største øyene i Lofoten er Austvågøy, Vestvågøy, Flakstadøy og Moskenesøy. Helt ytterst i havgapet ligger de to mindre øyene Værøy og Røst.
Øyene i Lofoten består hovedsakelig av mangeritt-charnokitt, paleoproterozoisk paragneis og gabro (Corfu 2004 b). Aortositt finnes på to ulike lokaliteter i Lofoten, Flakstadøy og Moskenesøy. Moskenesøy består hovedsakelig av paragneis, mens Austvågøy, Vestvågøy og Flakstadøy er dominert av mangeritt-charnokitt og paragneis. Alle øyene har innslag av mindre plutoner av gabbro. Det største plutonet finnes på Langøy. Helt sør på Austvågøy finnes det rester av arkeisk skorpe slik det også gjør i Vesterålen (Corfu, 2004 b).
Vestvågøy som utgjør studieområdet for feltarbeidet i denne oppgaven består hovedsakelig av massive mangerittiske intrusiver, mangerittisk ortogneis og svakt foliert paragneis (Fig. 3) (Tull, 1977). Sørøst (SØ) på Vestvågøya liger Leknesgruppen som skiller seg fra de andre Bergartene ved at den er av kaledonsk alder (Corfu 2004 Klein & Steltenpohl 1999; Corfu, 2004 a). Bergartene i de utvalgte studeiområdene på Vestvågøya er stort sett homogene, men viser enkelte intrusjoner av svakt folierte meta-intrusive mafiske bergarter (Tull. 1977).
8
Figur 3 Viser forenklet berggrunnskart over de prekambriske bergartene og den kaledonske Leknesgruppen på Vestvågøya.
Stedsnavnene viser de viktigste besøkte lokalitetene i løpet av feltarbeidetn (Se kap. 2.2). Vestvågøya består hovedsakelig av mangerittiske intrusiver, mangerittisk ortogneis og paleoproterozoisk granittisk paragneis. Venstrelaterale og høyrelaterale forkastninger vises nordøst på øyen. Modifisert etter Tull (1977).
9 1.3.4 Leknesgruppen
Leknesgruppen (Fig. 4 a, b, c) er en allokton sekvens som består av metasedimentære og metavulkanske/metavulkanoklastiske bergarter (Klein & Steltenpohl 1999). Enheten er antatt å være en erosjonsrest av et kaledonsk dekkekompleks som i dag utgjør et område på 20 𝑘𝑚2 ved Leknes på Vestvågøya. Leknesgruppen er således et eksotisk innslag i Lofoten som ellers består av paleoproterozoiske bergarter. Værøy og Røst er de eneste øyene i Lofoten hvor det finnes litologier som kan minne om Leknesgruppen (Sigmond et al. 1984;
Klein & Steltenpohl, 1999).
Leknesgruppens opprinnelses-sedimenter ble mest sannsynlig erodert fra meso – neoproterozoiske bergarter i og omkring Iapetushavet. De ble så avsatt i ett smalt basseng på marginen eller i tilknytning til vulkanske øybuer nær det baltiske kontinentet. Tonalittiske intrusjoner i Leknesgruppen tyder på at regionen videre ble utsatt for kompresjon da
Iapetushavet lukket seg i midtre ordovisium (469 +- 3 Ma) (Corfu, 2004 a).
Leknesgruppen er utsatt for fem ulike kaledonske deformasjonshendelser (Klein &
Steltenpohl 1999). De to første, D1 og D2 skjedde i løpet av midtre ordovisium (461 +- 1 Ma) og førte til at Leknesgruppen ble metamorfosert. Leknesgruppen ble da skjøvet opp på grunnfjellet i Lofoten i en ØSØ retning (Corfu 2004 a; Klein et al. 1999). De tre siste
deformasjonsperiodene regnes som postmetamorfe hendelser (Klein & Steltenpohl, 1999).
Klein & Steltenpohl (1999) konkluderte med at D3 og D4 startet i midtre ordovisium og varte helt til slutten av denne perioden (390 – 360 Ma). Corfu (2004 b) gjorde imidlertid
undersøkelser av zirkoner som tyder på at Leknesgruppen ble utsatt for fluidmigrasjon og en ekstensjonsperiode allerede i tidlig ordovisium (412 +- 2 Ma). Disse resultatene samsvarer også med dannelsen av en pegmatittgang på Moskenesøy som ble dannet dypt i skorpen i løpet av 410 +- 3 Ma (Corfu, 2004 a). Den siste deformasjonsperioden (D5) var sprø deformasjon. Den er blant annet definert av en lavvinklet skyveforkastning under leknesgruppensom faller mot vest (Fig. 4 b). Skyveforkastningen kutter gjennom massiv mylonittisert ortogneis som er tolket til å være kontakten mellom grunnfjellet og
Leknesgruppen (Klein & Steltenpohl, 1999). I nord-vest er Leknesgruppen avgrenset av en normalforkastning kjent som Offersøy forkastningen (Fig 4 a, b). Den antatte Offersøy forkastingen har NØ-SV strøk og faller bratt mot SØ og følger en markert skrent i landskapet langs østsiden av Øffersøya (Klein & Steltenpohl, 1999). Det er vanskelig å gi en eksakt alder for D5, men Klein & Steltenphol et al. (1999) sammenlignet de sprø forkastingene på land
10
med lignende forkastninger på marginen i Lofoten og Vesterålen som er tolket til å være av perm – kritt alder (Bergh et al. 2007).
Den tektonostratigrafiske oppbygningen av Leknesgruppen er nøye beskrevet av Klein (1997) (Fig 4 c). Mens Tull (1977) tolket kontakten mellom Leknesgruppen og
grunnfjellet til å være en skyvegrense som opptrer mellom mangeritt og amfibolitt, mente Klein & Steltenpohl (1999) at amfibolitten er en del av grunnfjellet og at kontakten derfor går mellom amfibolitt og granat glimmerskifer. Leknesgruppen er delt inn i åtte øvrige sekvenser som hovedsakelig består av kvartsfeltspatisk glimmerskifer og amfibolitt. Den nest nederste sekvensen inneholder også marmor og xenolitter av gabbro. Den nest øverste sekvensen består av amfibolitt og tonalittintrusjoner. Tonalittintrusjonene finnes ikke i grunnfjellet, noe som indikerer at Leknesgruppen er allokton (Tull, 1977, Klein & Seltenpohl 1999).
Leknesgruppen har visse likheter med deler av det øverste alloktonet i de kaledonske skyvedekkene på fastlandet. Blant annet har de meta-sedimentære bergartene i begge alloktonene antatt opphav fra meso – til neoproterozoiske bergarter. Men det faktum at Leknesgruppen ble skjøvet inn over det prekambriske grunnfjellet i løpet av ordovisium, mens de øverste kaledonske skyvedekkene havnet på det baltiske kontinentet i løpet av silur, gjør at det ikke er mulig å korrelere de to sekvensene (Corfu, 2004 a). Corfu (2004 a) mener derfor at øyene i Lofoten er en separat allokton enhet og at grensen defineres av den NNW-SSØ gående magnetiske anomalien mellom Lofoten g Vesterålen (Fig. 28)
11
Figur 4 A) Kartbilde over Leknesgruppen og tilhørende strukturer. B) Profil av Leknesgruppen og dens plassering mot mot det underliggende grunnfjellet og Offersøy forkastning i NV. C) Tektonostratigrafisk oversikt av Leknesgruppen. Modifisert etter Klein & Steltenpohl (1999).
12
1.3.5 Post kaledonsk tektonikk: Kollaps av den kaledonske fjellkjede, rifting, ekstensjon og passiv margin evolusjon
Kompresjonstektonikken som la grunnlaget for dannelsen av den kaledonske fjellkjeden i ordovicium og silur opphørte i devon. Den kaledonske fjellkjeden startet å kollapse som følge av sin enorme størrelse/delaminering (Schott & Schmeling, 1998) og ble deretter etterfulgt av faser med begynnende ekstensjonstektonikk (McClay, 1986; Ziegler, 1999).
Marginen i Lofoten Vesterålen startet også å utvikle seg i denne perioden. (f.eks. Ziegler 1989; Doré 1991; Lundin &Doré 1997; Doré et al. 1999; Roberts et al. 1999; Brekke 2000;
Brekke et al. 2001; Mosar 2003) Rifting oppsto i Perm – trias og fortsatte i midtre/sen jura, tidlig kritt, midtre kritt og senest i kritt til paleogen (Olesen et al. 2007). I tidlig Kenozoikum (eocen) nådde riftingen sitt høydepunkt, da Atlanterhavet åpnet seg og vulkanisme langs havbunnen startet (Doré et al. 1999; Faleide et al. 2008).
1.3.5.1.1 Grunnfjellsrygger og bassenger på marginen i Lofoten-Vesterålen:
Lofoten-Vesterålen marginen (LMV) er det nordligste segmentet på den midtnorske kontinentalmarginen. Den markerer overgangen mellom den breie passive Møre – Vøring kontinentalmarginen og den transforme Barentshavmarginen (Fig. 1) (Faleide et al 2008., Bergh et al 2007). Marginen har en bratt kontinentalskråning, er forholdsvis smal og har en skorpe som er antatt å være 30 km tykk (Griffin et al. 1978; Kink et al. 1993; Tsikalas et al.
2001, 2005, 2008).
Langs marginen ligger en rekke grunnfjellsrygger og bassenger. De ha har en NØ-SV til NNØ-SSV orientering. Lengst ytterst ligger Utrøstryggen paralellt med Lofotryggen.
Utrøstryggen omfatter tre mindre grunnfjellsrygger; Røst og Marmæle Spur i Sør og Jenegga i nord. Mellom Utrøstryggen og Lofotryggen ligger Ribbenbassenget. Ribbebassenget er formet som en halvgraben som faller mot øst. Grenseforkastningen er dannet av Vestre Lofoten Grenseforkastning (VLGF) i øst, mens bassengmarginen i vest er dannet av
Utrøstryggens østlige fall (Bergh et al 2007). En strukturell høyde deler bassenget i to mindre sub-basseng, Skomvær sub-basseng i sør og Havbåen sub-basseng i nord. I nord endres grenseforkastningens helning fra vestlig til østlig polaritet. Bassenget ble dannet som følge av strekking av skorpen i løpet av midtre og sen jura til tidlig kritt (Blystad et al. 1995), men senere studier indikerer at bassenget initierte allerede i perm (Bergh et al. 2007). Det nylig initierte bassenget ble videre utsatt for nedkjøling og innsynkning. Bassenget er derfor hovedsakelig fylt med kritt sedimenter (Blystad et al 1995). Mot sør ligger Trænabassenget,
13
Nordlandsryggen og Helgelandsbassenget. Mot nord utenfor Vesterålen og Troms ligger Andfjordbassenget, Harstadbassenget og Tromsøbassenget.
Mellom Lofotryggen og fastlandet ligger Vestfjordbassenget. (Blystad et al 1995).
Vestfjorbassenget (Se kap. 3) er ett sedimentært perm – kritt basseng med NØ-SV trend og utviklet som en halvgraben med fall mot NV. Grenseforkastningen heter Østre Lofoten Grenseforkastning (ØLGF) (Bergh et al. 2007) og skiller Lofotryggen fra Vestfjorden (Bergh et al. 2007). I sør er bassenget avgrenset av den nordlige delen av Nordlandsryggen,
Trænabassenget og Ribbanbassenget (Blystad et al 1995). 40Ar/39Ar datering av K-feldspat prøver fra sprø ekstensjonsforkastninger i Vestfjorden-Vanna forkastningskompleks viser at Vestfjordbassenget åpnet seg som følge av to hovedperioder med Ø-V rettet postorogen kontinental rifting. Den første riftingen foregikk ved ca. 272 Ma i tidlig perm, mens den andre perioden foregikk ved ca. 236 i midtre trias (Steltnpohl et al. 2009). Bassengets utvikling foregikk trolig i tett relasjon med utviklingen av Ribbebassenget og Utrøsthøgden.
Felles for alle bassengene på marginen er at de er dannet og knyttet sammen av normalforkastninger (Bergh et al. 2007).
1.3.5.1.2 Viktige lineamenter, bruddsoner og forkastninger
Eldholm et al (1979) avgrenset Lofoten-Vesterålen marginen (LVM) til å gå mellom Bivrost lineamentet i sør og Senja skjærsone i nord (Fig. 1). Både Bivrost lineamentet og Senja skjærsone har en NV-SØ gående orientering. Bivrostlineamentet er definert om
akomodasjonssone med lav relief av jura – kritt alder (f.eks. Mokhtari & Pegrum, 1992) som ble reaktivert i løpt av sen kritt – paleocen rifting (Eldholm et al. 2002; Ren et al. 2003;
Tsikalas et al. 2008).
Viktige lineamentene på LVM omfatter blant annet Østlige og Vestlige Lofoten Grenseforkastning (ØLGF og VLGF) som går på hver sin side av Lofotryggen, Vesterdjupet forkastningssone som faller mot nordøst (NØ) og strekker seg langs den østlige grensen av Trænabassenget til den østlige grensen av Marmæle Spur. Den øst-hellende Pyramiden- forkastningen som kan spores helt opp til 80 km vest for Langøya (Hansen et al. 2012), Andøya forkastningen og Østlige Andøya forkastningssone; Senja bruddsonen langs den østlige marginen av Andfjorden og Vestfjorden-Vanna forkastningskompleks (VVFK) som går fra Vestfjorden i sør til øyen Vanna i Nord Troms (Opheim & Andresen 1989; Indrevær et al.
2014 a). Vestfjorden-Vanna forkastningskomplekset har nedforkastet de kaledonske
14
skyvedekkene og skiller dem fra det prekambriske grunnfjellet i Lofoten Vesterålen og Vest- Troms gneisregionen (Forslund, 1988; Opheim & Andresen, 1989; Olesen et al., 1997, Indrevær et al 2013). Forkastningenes geometri er stort sett listriske utenom Vestfjorden Vanna Forkastningskompleks som har en planer geometri og ett fall mot øst. Vestre Lofoten grenseforkastnigssone dør ut mot Vesterålen. Samtidig endres polariteten til forkastnigene.
Mens forkastningene på marginen utenfor øyene i Lofoten hovedsakelig faller mot vest, faller forkastningene på marginen utenfor vesterålen hovedsakelig mot øst (Tsikalas et al.
2001, 2005, Bergh et al. 2007). Tsikalas et al. (2001, 2005) argumenterte for at dette skyldes de NV-SØ gående overføringssonene (Mosken/Melbu, Jenegga and Vesterålen) som befinner seg på LVM. Og at slike endringer danner grunlag for å dele LVM opp i tre mindre segmenter:
Lofoten, Vesterålen, Andøya
Det er gjort mange studier for å beskrive karakteristikken til forkastningene,
bassengene og ryggene på marginen i Lofoten-Vesterålen og Troms og (Olesen et al. 1997;
Tsikalas et al. 2001; Wilson et al. 2006; Bergh et al. 2007; Eig, 2008; Hansen et al. 2009;
Osmundsen et al. 2010; Indrevær et al. 2014). Forkastningene og lineære strukturer både på marginen og land ser ut til å ha tre hovedtrender (I) NNØ-SSV, (II) ØNØ-VSV til Ø-V og (III) NV-SØ. Dette samspillet av orienteringer fører til at bassengene og ryggene får ett
romboedrisk mønster (Gabrielsen og Ramberg,1979; Gabrielsen et al. 2002; Bergh et al 2007).
1.3.5.1.3 Sedimentære avsetninger
Marginen og bassengene i Lofoten Vesterålmarginen er dekket av klastiske sedimenter som ble avsatt mellom perm og paleogen (Eldholm et al. 1979; Sellevoll et al. 1988). Av de ulike sedimentpakkene er det lavere og øvre kritt sediemnter som dominerer. De kan lokalt være opp til 7 km tykke (Bergh et al. 2007). Jurasedimentene har stort sett en konstant tykkelse, men ser ut til å øke jo nærmere en kommer Vesterålen (Blystad et al. 1995; Hansen et al.
2012). I bassenger som befinner seg på land, på Andøya er det funnet jura og lavere krittsedimenter (f.eks. Dalland 1981). Grunnsesimiske data indikerer at det finnes
tilsvarende sedimenter i Sortlandssundet og Gavlfjorden (Davidsen et al. 2001; Fürsich &
Thomsen 2005). Hansen et al. (2012) argumenterer for at hele det denuderte og eksponerte grunnfjellet i Vesterålen en gang har vært dekket av midtre og øvre jurasedimenter. Dette underbygges blant annet med at det ikke eksisterer store og tydelige forkastninger som
15
skiller dagens eksponerte landområde fra marginen, slik det gjør i Lofoten. Hansen et al (2012) mener likevel at deler av Lofoten også en gang har vært dekket av mesozoiske sedimenter.
1.3.5.1.4 Datering av forkastninger
Forkastningene på marginen kan blant annet dateres indirekte ved seismiske studier av sedimentsekvenser og deres relasjon til forkastninger. Hansen et al (2012) konkluderte med at riftingen på Lofoten-Vesterålen marginen startet i tidlig trias og at det videre skjedde rifting i midtre til sen jura (bajocian til albian) før den endelige dannelsen av Atlanterhavet skjedde i tidlig kenosoikum (campanian/maastrichtian til eocen). Bergh et al. (2007) delte forkastningene inn i tre ulike populasjoner basert på orientering og kinematikk, samt når initieringen av de ulike forkastningene fant sted. Fire ulike forkastningspopulasjoner langs Lofoten-Vesterålen marginen ble foreslått. Populasjon 1a, 1b, 2 og 3. Populasjon 1 a initierte i løpet av perm-jura, populasjon 1b i løpet av sen jura, populasjon 2 i løpet av tidlig til sen kritt og til slutt populasjon 3 i løpet av sen kritt til paleogen. Studien omfattet også forkastninger og linimenter på land. Studien viste at det finnes genetiske beslektede forkastninger på land.
I tillegg til relativ datering er det også gjort absolutt dateringer av sprø forkastninger på land i Troms og områder mellom Lofoten og Vesterålen (Forslund 1988, Andresen &
Forslund 1987, Olesen et al. 1997; Hendriks, 2003; Davids et al. 2010; Hendriks et al. 2010;
Stelthenpohl et al. 2011; Davids et al. 2012a; Davids et al. 2012b; Davids et al. 2013). K-Ar illitt dateriner er gjort av Davids et al (2010; 2012a; 2012b; 2013), apatitt fisjon-spor analyser er gjort av Hendriks (2003) og Hendriks et al. (2010) og 40Ar/39Ar K-feltsapt analyser er gjort av Steltenpohl et al. (2009). Davids et al (2013) konkluderte med at sprø forkastninger på Andøya og i midtre Troms initerte med en N-S og NØ-SV orinetring i løpet av karbon.
Appatitt fisjon-spor data og K-Ar illitt datering indikerer at forkastningsaktiviteten i midtre Troms var avsluttet etter permtida, mens den fortsatte i Vesterålen. Eventuell
forkastningsaktivitet i Troms etter perm må ha skjedd lenger ut på marginen (Davids et al.
2013). Forkastningsmel av perm alder fra forkastninger i Sifjord og på Vanna indikerer utbredt forkastningsaktivitet langs Vestfjorden Vanna forkastningskompleks i perm (Davids et al 2013).
16 1.3.5.1.5 Marginutvikling
Mange ulike modeller har blitt foreslått for å forklare dannelsen av de ulike forkastnings- og bruddpopulasjonene som har dannet dagens strukturer i Lofoten-Vesterålen, på land og marginen (Wilson et al. 2006; Bergh et al. 2007; Davids et al. 2010; Eig & Bergh, 2011;
Hansen & Bergh, 2012; Hansen et al. 2012).
Eig (2008) foreslo ved indirekte datering at hovedstrukturene både på øyene i Lofoten og Vesterålen og sokkelen utenfor er dannet gjennom tre tektoniske perioder. Den første foregikk i perm-jura og dannet det høyregående en echelon mønsteret av NNØ-SSW gående forkastninger på marginen. De ble dannet som følge av en VNV-ØSØ ortogonal ekstensjon. Den neste perioden foregikk i midtre/sen jura til tidlig kritt.
Ekstensjonsretningen skiftet fra VNV-ØSØ til NNV-SSØ. Dette førte til dannelsen av ØNØ-VSV gående forkastninger. Den siste perioden forgikk i sen kritt til tidlig kenosoikum og dannet NV-SØ gående bruddsett som følge av transformbevegelser langs Barentshavmarginen ved
«ridge push forces» / havbunnsspredning (Eig & Bergh, 2011).
Hansen & Bergh (2012) foreslo at de ØNØ-VSV og NNØ-SSV strykende forkastningene ble dannet samtidig under hovedriftfasene i jura-kritt, hvor de ØNØ-VSV gående
forkastningene ble dannet som transverse sinistrale overgangsforkastninger til de NNØ-SSV gående forkastningene. Dette resulterte i et sikk sakk mønsteret (Bergh el al. 2007)av større grenseforkastninger som til sammen dannet Llofotryggen (Hansen et al 2012).
Wilson et al. (2006) foreslo en annerledes modell. Den går ut på at marginen er segmentert i tydelige domener, og når hele regionen ble utsatt for samme konstante VNV – ØSØ ekstensjon, ble hvert av enkeltdomenene gjennomsatt av forkastninger individuelt i forhold til de andre domenene.
Mosar et al. (2002) gjorde platerekonstruksjoner som indikerte at den regionale ekstensjonen i Lofoten-Vesterålen forandret seg fra VNV-ØSØ til NV-SØ i løpet av sen kritt. I sen kritt til paleogen førte NV-SØ rettet ekstensjon til dannelsen av skrå-normal til strike slip forkastningssoner (f.eks. Bergh et al. 2007; Hansen et al. 2012).
Hele kontinentalmarginen inkludert det prekambriske underlaget i Lofoten, Vesterålen og vestlige Troms har i etterkant av hovedriftfasen i jura-kritt blitt utsatt for oppløft og ekshumering. Når og hvordan dette har skjedd er omdiskutert (Olesen et al. 1997;
Mosar et al. 2002; Eig, 2008; Hendriks et al. 2010; Osmundsen et al. 2010; Redfield &
Osmundsen, 2013; Indrevær et al. 2014 b). De ulike forslagene er følgene:
17
Endring i regionale stress og deformasjonsfelter (Løset & Tveten 1996; Bergh et al.
2007; Eig et al. 2008)
Stressforstyrrelse internt i overgangssoner/transfersoner (Eig & Bergh, 2011)
Passiv margin ekshumering pga. NV-SØ rettet ridge-push krefter (Grønlie et al. 1991;
Doré et al. 2002; Gabrielsen et al. 2002; Mosar et al. 2002)
Astenosfærisk diapirisk oppløft pga. dannelsen av den islandske manteldiapiren/
hotspot og senere klimatiske nedbryting som følge av økt erosjon. (f.eks. Rohrman
& van der Beek, 1996; Nielsen et al. 2002; Pascal & Olesen, 2009).
Senere studier har foreslått at hevingen er et resultat av hyperekstensjon av den passive marginen i Lofoten Vesterålen og dannelse av et metamorf kjerrnekompleks (Osmundsen &
Redfield, 2011; Redfield & Osmundsen, 2013).
Som et resultat av den midt/nordnorske marginevolusjonen er det dannet en rekke strukturer og som er typisk for passive kontinentalmarginer. Et eksempel er roterte
forkastningsblokker (Gawthorpe et al. 2003). Roterte forkastningsblokker er et resultat av ekstensjon som fører til dannelse av normalforkastninger. (Fossen, 2010). Slike strukturer er godt dokumentert langs den norske kontinentalmarginen (Blystad et al 1995; Faleide et al.
2008) og andre plasser i verden, som for eksempel i den Øst Afrikanske Riftdalen
(Shackleton, 1978), Suezbukten (Jackson et al. 1988) og Queensland, Australia (Mutter &
Larson, 1989).
18 1.4 Metoder
1.4.1 Feltarbeid
Feltarbeidet til denne oppgaven ble utført på Vestvågøya og gikk over to perioder. Den første i juni 2015 og den andre i september 2015. Hovedmålet for feltarbeidet var følgende:
Kartlegge sprø mesozoiske forkastninger og bruddsoner på ulike lokaliteter.
Observere og studere landformer som kan være tektonisk styrt.
Identifisere og kartlegge grensen mellom Leknes gruppen og grunnfjellet på Vestvågøya.
Vestvågøya ble valgt som studieområde fordi øyen ligger geografisk plassert midt mellom Vestfjordbassenget i sør og Ribbanbassenget i nord. I tillegg har øyen interessante
landskapsformer som ser ut til å danne en graben, hvor Leknesgruppen er plassert i midten.
Øyen er stor (ca. 441 𝑘𝑚2) og er omgitt mindre øyer, holmer og skjær. Mulige feltlokaliteter ble derfor studert på forhånd i samarbeid med Statoil Harstad høsten 2014. Finn.no/kart, gogle.no/maps og norge i 3D var svært nyttig under denne planleggingen.
I løpet av feltarbeidet ble det gjort rekognosering for å finne egnede lokaliteter. Det ble spesielt sett etter eksponert grunnfjell med tydelig tegn til oppsprekking, vegskjæringer, steinbrudd, holmer og skjær ble derfor studert nøye. Noen av de mindre øyene rundt Vestvågøya viser tydelige lineamenter og var derfor interessante lokaliteter, motorbåt var derfor nødvendig for å nå disse lokalitetene. For å få ett godt overblikk over området og landskapsformene ble det benyttet et fly av typen Cessna 172. Flyturen på vel en time ga oversiktsbilder over øyen både fra nord, sør, øst og vest. For å måle bruddplan, foliasjon og slickensides ble det benyttet Silva kompass med libelle og klinometer. Data ble notert på 1:250000 kart over Vestvågøya.
To metoder beskrevet av Davis og Reynolds (1996) ble benyttet ved innsamling av orientering for sprø bruddplan: (I) Selection method og (II) Inventory method. Selection method beskrives på følgende måte: Bruddplan som representerer hovedtrendene innenfor et område blir målt. Metoden innebærer en subjektiv utvelgelse av bruddplan og
bruddretninger med fare for at noen retninger blir favorisert. Inventory method: Alle
19 bruddplan innenfor et område blir målt.
De innsamlete data ble senere plottet i dataprogrammet Orient 2.1.2 som
prosesserer stereoplott og er skrevet av Frederick Vollmer. Ved å gjøre bruddanalyser er det mulig å si noe om hvilke tektoniske stressregimer som var aktive da bruddene ble dannet.
Identifisering og kartlegging av grensen mellom Leknesgruppen og grunnfjellet på Vestvågøya ble i stor grad gjort på grunnlag av Tull (1977) sitt arbeid.
1.4.2 Digital Terreng-Model (DTM) – Topografi og batymetri data.
En digital terrengmodell (DTM) er en visualisering av høydeforskjellene på land eller havbunnen. Digitale terrengmodeller gir derfor tredimensjonale digitale modeller av
terrenget (http://kartverket.no/Kart/Kartdata/Terrengmodeller/). I denne oppgaven ble det benyttet DTM på land og havbunnen. Norge i 3D ble derfor brukt til å studere topografien på Vestvågøya. Batymetridata kan samles ved hjelp av et multistråle-ekkolodd (Eleftherakis et al. 2012) som sender et høyt antall samtidige korte lydbølger mot havbunnen. Bølgene blir reflektert tilbake og danner ett bilde av topografien på havbunnen. Natymetridata gir høyoppløselige digitale terrengmodeller av havbunnen og avslører derfor viktige geologiske strukturer. Det ble derfor benyttet batymetridata fra MAREANO til å studere interessante lineamenter på den grunne havbunnen og i fjordene rundt Vestvågøya. Batymetridataene fungerer derfor som et bindeledd mellom observasjonene som ble gjort i løpet av
feltarbeidet og observasjonene som ble gjort ved å tolke seismiske de seismiske linjene i Vestfjorden, Ribbebassenget og den sørlige delen av Lofotryggen.
1.4.3 Seismiske data
Seismiske 2D linjer på tvers av Vestfjorden, Ribbebassenget og sørlige deler av Lofotryggen er blitt tolket. Hovedmålet har vært å tolke sprø mesozoiske forkastninger og knytte de sammen med lineamenter fra batymetri og landdata. De seismiske linjene er hentet fra Statoil Harstad (Kap. 3.1.2).
Seismiske undersøkelser på havet blir som regel utført av spesialbygde fartøy. Ett seismikkskip kan ha en eller flere kabler på slep etter seg som inneholder hydrofoner. En eller flere akustiske kilder sender lydsignaler mot havbunnen. Etter hvert som lydsignalene treffer havbunnen og andre reflektorer under havoverflaten, blir de reflektert og sendt tilbake til hydrofonene. Det finnes fire hoved reflektorer (Veeken, 2007):
20
Sedimentære reflektorer, lagdeling i sedimentære sekvenser.
Inkonformiteter og diskonformiteter
Artefakter; som f.eks. diffraksjoner, multipler osv.
Ikke sedimentære reflektorer, som for eksempel forkastningsplan, fluidkontakter osv.
Basert på hvor fort de akustiske signalene kommer tilbake til hydrofonene, kan en bestemme impedansen (den akustiske ledningsevnen) til medium som er penetrert av lydbølgene. Det er derfor mulig å anslå hvilket medium (f.eks. bergarter, fluider osv.) som befinner seg under havbunnen. Etter at de seismiske signalene er samlet, er det mulig å prosessere signalene for videre tolkning. Det finnes mange ulike prosesseringsmetoder og det utvikles stadig nye og bedre prosesseringsmetoder. Det er derfor mulig å reprosessere gammel seismikk og gjøre den lettere å tolke.
1.4.4 Magnetisk anomalidata
Magnetisk følsomhet evnen en bergart har til å bli magnetisert mens den blir påvirket av et magnetisk felt (Musset og Kahn, 2000) og bergartens magnetiske følsomhet bestemmes av mengden ferro- og /eller ferrismagnetiske mineraler (Reynolds 1997). Sedimentære
bergarter er vanligvis ikke magnetiske, mens metamorfe, plutoniske og vulkanske bergarter kan vise et bredt spekter av magnetisk følsomhet (Reeves, 2005). Selv sprø forkastninger og bruddsoner i krystallinske bergarter gir utslag for magnetiske målinger, da gjerne som lineære negative anomalier. Dette er som regel forårsaket av fluider som har strømmet gjennom bruddene og utfelt ferro- og ferri-megnetiske mineraler (f.eks. magnetitt og hematitt) som senere har oksydert (Henkel og Guzman 1977).
Magnetisk anomalidata fra Norges Geologiske undersøkelse er brukt i denne oppgaven for å definere Lofotryggen, de omkringliggende bassengene og de tydeligste forkastningene. Tidligere arbeid i Lofoten- Vesterålen og langs den søvestlige
Barentshavmarginen har også benyttet seg av magnetisk anomalidata for å kartlegge viktige strukturer i berggrunnen (f.eks. Olesen et al. 1997; Gernigon & Brönner; 2012; Hansen et al.
2012; Indrevær et al. 2014 b).
21
1.5 Terminologi
For å unngå misforståelser og tvetydighet tar dette avsnittet for seg en del av terminologien som blir brukt i denne oppgaven.
Tabell 1 Definisjoner ulike termer som blir brukt i denne oppgaven.
Term Definisjon
Antitetisk forkastning ««antithetic fault», fra gresk «antithetic» som betyr satt opp mot), brukes om mindre forkastninger (eller systemer av forkastninger) som har bevegelse motsatt av det hovedforkastningen(e) har. Antitetiske forkastninger faller dermed i motsatt retning av hovedforkastningen». (Fossen, 2010)
Brudd ««Fracture» En diskontinuitetsflate i en bergart dannet ved
tensjon (tensjonsbrudd, spalte, sprekk), kontraksjon (kompresjonsbrudd), eller skjærbevegelse (skjærbrudd)».
Brudd kan henvise til forkastninger og skjærbrudd (shear fractures), sprekker (joints and cracks), spalter (åpne sprekker «fissures») og årer (veins). (Fossen & Gabrielsen, 2005; Fossen, 2010)
Detasjement ««detachment», lavvinklet forkastning eller skjærsone.
Mest brukt om ekstensjonsforkastninger» (Fossen &
Gabrielsen, 2005)
Dextral Høyrelateral. Bevegelse til høyre relativt til ett
referansepunkt (Fossen, 2010)
Dipp-slip forkastning Forkastning med slip vektor som er orientert langs
dipretingen av forkastningsoverflaten. Eks, perfekt normal- eller reversforkastninger (Fossen, 2010).
Forkastningsmel Finkornet og leirerik ikke-kohesiv bergart som befinner seg
i kjernesonen. Dannet som følge av oppknusing og kjemisk forvitring (Fossen, 2010).
Forkastningssone ««fault zone», en rekke subparallelle forkastninger i en
sone, med en tykkelse som er betydelig mindre enn forkastningens lengde. Er i senere tid også blitt brukt om en forkastnings totale struktur, det vil si kjerne + destruksjonssone» (Fossen & Gabrielsen, 2005; Fossen, 2010)
Forkastningsspor/-trasse ««fault trace», skjæring mellom en forkastning og en flate, enten det er jordoverflaten, et stratigrafisk nivå eller ett profil» (Fossen, 2010).
Glideflate «slip surface», samme som glideplan, men inkluderer også
omdråder der flaten ikke er ålanær». (Fossen, 2010).
22
Glideplan «slip surface», veldefinert der det har foregått bevegelse
langs flaten. Bevegelsen må være lokalisert til flaten eller til en sone av mikroskopisk tykkelse rundt flaten.» (Fossen, 2010).
Graben «graben», tysk for grav. Betegnelse på et område av
jordskorpen som er strukturelt (ikke nødvendigvis topografisk) nedsenket mellom (minst) to forkastninger med betydelig normalkomponent (Fossen & Gabrielsen, 2005))
Kataklasitt ««cataclasite», forkastningsbergart som er fast (kohesiv),
det vil si at den faller ikke (totalt) fra hverandre når den blir truffet av et hammerslag. Kataklasitter har mer enn 10
% grunnmasse og deles inn i protokataklasitt (10 – 50 % grunnmasse), kataklasitt (50 – 90 %) og ultrakataklasitt (>
90 % grunnmasse)» (Fossen & Gabrielsen, 2005) Konjugerende forkastning To forkastninger som krysser hverandre og er dannet
under samme spenningsfelt. Slike forkastninger har motsatt forskyvning og danner 30° til sigma 1. (Fossen, 2010).
Lineasjon «lineation», lineær struktur dannet ved deformasjon, for
eksempel roterte amfiboler, utstrekte aggregater av kvarts og feltspat, nyvokste fibrige mineraler eller tektoniske skuringsstriper. De lineære objektene er
gjennomtrengende og spredt rundt i bergarten (typisk for metamorfe bergarter) eller begrenset til en flate (forkastninger og brudd).» (Fossen & Gabrielsen, 2005)
Lineament «lineament», rett eller svakt kurvet linje på jordens
overflate tolket ved fjernanalyse (tolkning av satelittbilde, flyfoto, e.l.) skiller seg fra omgivelsene og kan antas å reflektere en geologisk grense eller struktur (forkastning, sprekk)». (Fossen & Gabrielsen, 2005)
Listrisk ««listric», fra gresk «listros» som betyr skjeformet.
Geometrisk beskrivende term som brukes om forkastninger som flater ut mot dypet. Antilistrisk eller omvendt listrisk brukes om forkastninger som blir brattere med dypet. . (Fossen & Gabrielsen, 2005)
Metamorf kjernekompleks «metamorphic core complex», eksponert område (undre
plate) av metamorfe bergarter som underligger en lavvinklet ekstensjonsskjærsone eller forkastning 8detasjement). I henhold til den opprinnelige bruken skal den overliggende platen være preget av sprø deformasjon som sentralt er erodert bort, men som kan studeres rundt kjernekomplekset». (Fossen & Gabrielsen, 2005)
23
Paleoflate «Palaeosurface», Eldgammel flate. (Widdowson, 1997).
Rampe «Ramp» bratt segment av en skyveforkastning som ellers
er lavvinklet, dannet der skyveforkastningen kutter opp gjennom stratigrafien. (Fossen, 2005)
Populasjon Populasjon vil i denne oppgaven omfatte brudd,
forkastninger og lineamenter som har tilnærmet lik trend.
Snistral Venstrelateral. Bevegelse til venstre relativt til et
referansepunkt. (Fossen & Gabrielsen, 2005)
Slickenlines Lineasjoner som befinner seg på slickensides og gir
informasjon om retningen til slipp (glidebevegelsen langs et plan) på forkastninger. Fossen engelsk bok
På norsk omfatter slicenlines både striasjoner (tektoniske skuringsstriper) og minerallineasjoner (fiberlineasjoner).
(Fossen, 2010).
Slickensides Glatt polert overflate som befinner seg på
forkastningsflater. De er dannet ved omfattende kornknusing og/eller synkinematisk mineralvekst.
Slip Skjærbevegelse lokalisert på en flate (slipp-flate) (Fossen,
2010).
Spikes Irregulariteter langs et glideplan som går paralellt med
slip-retningen. (Twiss & Moores, 1992)
Strandflate Klassifikasjonssystemet NiN (Natrurtyper i Norge)
definerer strandflaten som et område bestående av irregulært terreng, som strekker seg fra 50 meter under havoverflaten til 60 – 70 meter over havoverflaten.
(Thorsnes et al. 2009).
24
2 Resultater: Beskrivelse av strukturelle observasjoner på land
2.1 Beskrivelse av landformer og storskala lineamenter på Vestvågøya
Vestvågøya har en tilnærmet romboedrisk form og har mange halvøyer langs kysten.
Halvøyene danner fjorder og sund som viser lineamenter med ulik trend. Dette gjelder også fjellskrenter rundt om kring på øyen. Lineamentene kan deles inn i tre ulike populasjoner basert på deres trend. Populasjon 1 har N-S til NNØ-SSV trend, populasjon 2 har NØ-SV til Ø- V trend, mens populasjon 3 VSV-ØSØ til NV-SØ trend (Fig. 5).
Buksnesfjorden, Storfjorden, Rolfsfjorden og den sørlige delen av Nappstruamen viser alle en trend som varierer mellom N-S til NNØ-SSV. De kan derfor kategoriseres som lineamenter tilhørende populasjon 1. Offersøystraumen, Vågjebukta, Steinsfjorden og Skifjorden viser en trend som varierer mellom NØ-SV til Ø-V og kan derfor kategoriseres som populasjon 2. Den nordlige delen av Nappstraumen, Unstadviken og Yterpollen viser VNV- ØSØ til NV-SØ trend og kan kategoriseres som populasjon 3. Tilsvarende lineamenter finnes på Vestvågøya og dannes av fjellskrenter (Fig. 5).
Figur 5 Oversiktsbilde over Vestvågøya som viser hvilke trender de ulike lineamentene har. De gule og blå strekene marker de asymmetriske landskapsformene. Det rosa fargede området markerer det flate slettelandskapet/Leknesgraben. Området som er fargelagt grønn markerer den kaledonske Leknesgrupens utbredelse.
25
Aspektkart av Vestvågøya (Fig. 6 a) viser med hjelp av farger i hvilken retning de ulike
fjellsidene, skrentene, skråningene og overflatene heller mot. Aspekthistogrammet (Fig. 6 c) illustrerer de viktigste hellingsretningene ved hjelp av fargekoder. De to fargene som viser seg å ha flest fargepiksler er grå, som vender mot SØ (124° - 135°) og gulgrønn som vender mot NV (303° - 315°). De to fargekodene viser altså at det på Vestvågøya er flest overflater som heller mot NV og SØ, samme retning som de antatte bratte skrenter og slakt hellende flatene til de asymmetriske fjellene rundt Leknesgraben. Andre farger som viser høy tetthet er: Grønnblå (ca. 45° -56°) og oransje (225° – 236°), blå (90° - 101°) og rød-oransje (258° til 290), og lysegrønn (348° - 360°) (Fig. 6 c). Blå og rød-oransje ser ut til å representere
lineamenter som tilhører populasjon 1 (N-S til NNØ-SSV strøk-orientering), grønn ser ut til å representere lineamenter som tilhører populasjon 2 (NØ-SV til Ø-V strøk-orientering), mens grønnblå og oransje ser ut til å representere lineamenter som tilhører populasjon 3 (VNV- ØSØ til NV-SØ strøk-orientering)
Figur 6 A) Aspektkart over Vestvågøya. B) legende som viser hvor mange grader de ulike fargekodene representerer. C) Aspekthistogram som viser hvilke fargekoder som har flest piksler.
26
Landskapet på Vestvågøya er veldig ulikt Lofoten ellers. Den sentrale delen av øyen utgjør et flatt slettelandskap og er tilnærmet formet som et rektangel med NØ-SV trend på kartbildet (Fig. 5). Det flate slettelandskapet er omgitt av høye alpine fjell langs den sørøstlige og den nordvestlige grensen, mens den i nord er avgrenset av en fjellrygg med NV-SØ trend og som heter Hellfjellet (Fig. 5). Fjellene NØ og SV for det flate slettelandskapet har generelt en asymmetrisk form med en bratt fjellside (> 60 grader) og en slak fjellside (ca. 20 grader). I NV faller de bratte fjellsidene rett ned i havet mot NV, mens den slake siden faller mot SØ og det flate slettelandskapet sentralt på Vestvågøya. Fjellene på den sørøstlige siden av Vestvågøya er som et speilbilde av fjellene i NØ. Deres brattside faller ned i havet mot SØ, mens den slake siden faller mot NV og det flate slettelandskapet (Fig.7 a-c).
Figur 7 A) Den nørdøstlige og sørvestlige kyststripen av Vestvågøya sett fra SV. B) Den nørdøstlige og sørvestlige kyststripen av Vestvågøya sett fra NV. C) Illustrasjon av fig. A og B samt Leknesgraben i sentrum.
27
Topografisk profiler som strekker seg på tvers over de alpine asymmetriske fjellene og det flate slettelandskapet dokumenterer Vestvågøyas geomorfologi (Fig 8). Det flate
slettelandskapet vil videre i denne oppgaven bli omtalt som Leknesgraben. Se kap. 4.2 for videre diskusjon. De topografiske profilene avslører at Leknesgraben blir smalere fra SV mot NØ. I NØ er den ca. 1 km bred (Fig. 8 D).
Figur 8 NV-SØ orienterte topografiske profiler som illustrerer Vestvågøyas geomorfologi, Høye fjell langs kysten og et flatt slettelandskap i sentrum.
28
2.2 Beskrivelse av sprø forkastninger på land
2.2.1 Innledning:
De prekambriske bergartene på Vestvågøya er dominert av homogene plutonske bergarter (Griffin et al. 1978, Corfu, 2004) som viser tydelig sprø forkastninger, brudd og lineamenter med ulik orientering og krysskutting. De mest utbredte småskala bruddene har NNØ-SSV til NØ-SV trend som sammenfaller med dominerende storskala lineamenter tolket fra DEM og flybilder i Lofoten-Vesterålen (Bergh et al. 2007, Davids et al 2013). Feltarbeid har gjort det mulig å karakterisere ulike populasjoner av sprø brudd og forkastninger for så å finne ut om de har noen sammenheng med topografiske landskapstrekk som bratte skrenter og/eller slakt hellende flater.
Et generelt problem i Lofoten er mangel på sprø forkastningsbergarter som direkte viser forskyvningenes størrelse. Årsaken er trolig at de større forkastningene befinner seg i fjorder, sund og glasialt overdekkete områder, mens områdene med eksponert berggrunn i hovedsak er gjennomsatt av relaterte mindre sprekker og bruddplan. Det ble derimot på enkelte lokaliteter funnet lineasjoner/slickenside på bruddplan som indikerer at det er snakk om forkastninger. I løpet av feltarbeidet ble syv viktige lokaliteter studert i detalj for å beskrive områder med høy frekvens av slike bruddplan. Resten av Vestvågøya ble sporadisk kartlagt og studert. På de viktigste lokalitetene ble et høyt antall brudd og lineamenter målt og studert. De ulike lokalitetene er markert på oversiktskart (Fig. 1) og har fått følgene navn:
1. Bjørnerøya
2. Vian (masseuttak)
3. Stamsund-Steine (vegskjæringer) 4. Folkhaugan (masseuttak)
5. Offersøy/Offersøykammen 6. Offersøykammen (kartområde)
7. Horn og Hestneset (Leknesgruppen)
Beskrivelsen av sprø brudd og forkastninger vil ha ett fast oppsett. Først vil feltområdet og bergartene bli beskrevet, videre vil sprø brudd, kinematiske data dersom det er tilgjengelig før en oppsummering og en kort preliminær tolkning av lokaliteten.
29 2.2.2 Bjørnerøya
2.2.2.1 Felt- og bergartsbeskrivelse
Bjørnerøya er en øy som ligger like sør for Ure og den N-S orienterte Storfjorden (Fig 1, og 9 a). Øyen består av homogen massiv paleoproterozoisk mangeritt som er sterkt preget av saltforvitring. Som en konsekvens stikker større fenokrystaller av plagioklas ut fra en matrix bestående av alkalifeltspat og andre mafiske mineraler. Brudd av ulik størrelse og med ulik orientering er mange og tydelige.
2.2.2.2 Beskrivelse av sprø brudd og lineamenter
De mange bruddene på Bjørnerøya varierer i størrelse og orientering (Fig. 10 a-e). Felles for dem alle er at de stort sett har bratt fall, er svakt kurvet og viser dyp penetrasjon i
grunnfjellet (> 0,5 meter) (Fig 9). Tre strøk-retninger (populasjoner) av brudd og lineamenter er lett gjenkjennelig. Populasjon 1 har tilvarende trend som Buksnes- og Storfjorden (se kap 2.1). Populasjon 1 er den mest dominerende på Bjørnerøya med sin utbredelse over hele øya bortsett fra den sørøstlige delen. Bruddene og lineamentene viser N-S til NNØ-SSV trend og faller både mot V, VNV og ØSØ (Fig. 10 d-e). Bruddene har ett gjennomsnittlig fall på 79 grader. Lineamentene som tilhører populasjon 1 ser ut til å danne en -echelon mønstre ved at de dør ut mot nord før et tilsvarende brudd starter like til høyre for det utdøende
bruddet.
Populasjon 2 har NØ-SV til Ø-V trend. Bruddene viser konjugerende geometri og faller mot NV, SØ, N og S. De viser et gjennomsnittlig fall på 68 grader. Populasjon 2 ser ut til å dominere den sørøstlige delen av øyen hvor de ikke blir krysskuttet av de to andre
populasjonene. Fire tydelige NØ-SV orienterte lineamenter krysser hele øyen og ser ut til å kutte de andre lineamentene (Fig. 10 a). Bergartene langs de fire bruddene viser tydelig oppbrytning og er delvis dekket av løse blokker. Populasjon 3 har NNV-SSØ strøk og faller mot SSV og NØ. Denne populasjonen av brudd og lineamenter er minst utbredt på øyen. De har ett gjennomsnittlig fall på 67 grader. Sub-horisontale brudd opptrer jevnt over hele øyen.
30
Figur 9 Brudd tilhørende populasjon 1 (rød) og populasjon 2 (blå) viser dyp penetrasjon i den homogene paleoproterozoiske mangeritten.
2.2.2.3 Beskrivelse av kinematiske data
Ved å tolke lineamentene som er kartlagt på figur 10 a, er det mulig å gjøre forsiktige antakelser om den kinematiske utviklingen. De fire lineamentene med NØ-SV trend, tilhørende populasjon 2, krysskutter de to andre populasjonene og antas å utgjøre større forkastningssoner. Det er mulig å antyde en lateral forskyvning (offset) mellom bruddene som tilhører populasjon 1, forårsaket av de fire NØ-SV orienterte forkastningene. Bevegelsen ser i så fall ut til å være sinistral (Fig. 10 b). De fire forkastningssonene som tilhører
populasjon 2 sammenfaller med de bratte fjellsidene på Vestvågøya som stuper bratt ned i havet mot SØ (se kap. 2.1).
31
Figur 10 A) Oversiktsbilde over Bjørnerøya. Brudd og lineamenter er markert med ulike farger og tilhører ulike populasjoner avhengig av deres trend. B) Skisse av brudd og lineamenter som illustrerer deres geometri. Figuren viser fire svarte linjer tilhørende populasjon 2 som kutter de to andre populasjonene. C) Rosediagram som viser de mest dominerende bruddtrendene. D) Stereoplott som viser polene til de ulike bruddene. E) Stereoplott som viser strøk og fall til de ulike bruddene.
2.2.2.4 Sammendrag og preliminær tolkning
De mangerittiske bergartene på Bjørnerøya er en del av de sen-paleoproterozoiske AMCG plutonene som intruderte de arkeiske og yngre paleoprotorozoiske bergartene i Lofoten- Vesterålen (Corfu, 2004 b). Mangerittene er påvirket av saltforvitring og eksfoliasjon, og i stor grad gjennomsatt av sprø bruddsett. Bruddene på øyen kan deles inn i tre populasjoner.
32
Populasjon 1 som er den mest prominente har N-S til NNØ-SSV orientering. Populasjon 2 har NØ-SV til Ø-V orientering. Populasjon 3 har NNV-SSØ orientering Alle bruddene viser fall brattere en 60 grader, tilsvarende de bratte fjellsidene langs kysten av Vestvågøya (se kap.
2.1).
De nord-sør orienterte bruddene har lik orientering som Buksnesfjorden og
Storfjorden og kan muligens være dannet synkront. Bruddene som tilhører populasjon 1 er krysskuttet av fire stor NØ-SV orienterte forkastninger som ser ut til å ha en sinistral bevegelse. De fire store forkastingene har lik trend til de bratte fjellveggene på Vestvågøya som stuper bratt ned i havet. Populasjon 1 og populasjon 2 danner et romboedrisk mønster som er typisk for sprø forkastninger langs store deler av den nordnorske
kontinentalmarginen (Gabrielsen et al. 2002; Bergh et al. 2007; Hansen et al. 2012; Indrevær et al. 2014).
2.2.3 Vian (masseuttak)
2.2.3.1 Felt og Bergartsbeskrivelse
Vian er ett masseuttak som ligger midt på Vestvågøy like NØ for Leknesgruppen, i den antatte Leknesgrabenen (Fig. 1 og 11a). Masseuttaket består av massiv mangeritt og ligger tett på kontakten til paleoproterozoisk granittisk paragneis (Tull 1977). Mangeritten er intrudert av enkelte mørke amfibolittiske ganger som ser ut til å følge de NØ-SV gående brudsettene. Brudd i bergartene på Vian er kun synlig og eksponert i skjæringer som vender mot øst, sørøst og sør. Løse blokker og grus dekker stedvis bakken, noe som gjør det
vanskelig å studere brudd og lineamenter i kartprofil. På denne lokaliteten ble selection method benyttet ved innsamling av orienteringsdata (se kap. 1.4.1).
2.2.3.2 Beskrivelse av sprø brudd og lineamenter
Kun to populasjoner med brudd og lineamenter er kartlagt i masseuttaket på Vian,
populasjon 1 og 2 (Fig 11 a-b). Dette skyldes at brudd tilhørende populasjon 3 nesten ikke er tilstede. Av de to populasjonene er det klart populasjon 2 som dominerer i dette området.
Bruddene er jevnt over tydelige, men ikke veldig åpne. De kutter kutter dypt i berggrunnen.
33
Bruddene som tilhører populasjon 2 har NØ-SV til Ø-V trend og faller både mot NV, SØ, N og S og danner med det konjugerende bruddsett (Fig. 11 d-e). De har ett
gjennomsnittlig fall på 76 grader og viser flater som er dekket med oksidert jern og grønne utfellingsmineraler som kloritt og epidot (Fig. 12 a-c). Noen av bruddene er åpne og fylt med fullstendig oppkunst berggrunn i form av finkornig forkastningsmel bestående av
leirpartikler og små klaster av mangeritt (Fig. 12 c).
Brudd tilhørende populasjon 1 er lite representert i dette området i forhold til brudd som tilhører populasjon 2. De som er kartlagt viser tilnærmet N-S strøk orientering og har ett gjennomsnittlig fall på 82 grader mot øst (Fig. 11 d).
Figur 11 A) Oversiktsbilde over masseuttaket på Vian. Brudd og lineamenter tilhørende populasjon1 og 2 er markert med rød og svart. B) Skisse av de to populasjonene som illustrerer deres geometri. C) Rosediagram som viser de mest dominerende bruddtrendene. D) Stereoplott som viser polene til de ulike bruddene. E) Stereoplott som viser strøk og fall til de ulike bruddene. F) Stereoplott som viser kinematisk data til slickensides målt på forkastningsplan tilhørende populasjon 2. Figuren viser tilnærmet normal dip-slip bevegelse med en svak komponent av sinistral sidebevegelse.
34 2.2.3.3 Beskrivelse av kinematiske data
Brudd som tilhører populasjon 2 viser glideplan med flere slickenline fibre som er dekket med oksiderte jernoksider (hematitt). Fibrenes lengdeorientering indikerer forkastninger med tilnærmet normal dip-slip bevegelse med en svak komponent av sinistral sidebevegelse (Fig. 12 b). Spikes avslører ved håndberøring langs glideplanene at bruddflatene som faller mot S og SØ har tilnærmet normal dip-slip, mens forkastningene som faller mot nord og nordvest har normal svak sinistral sidebevegelse (Fig. 11 f).
Figur 12 A) Målinger av brudd og bruddflater tilhørende populasjon 2. Bildet viser også bruddflater som er dekket av jernosider og grønne utfellingsmineraler. B) Måling av slicensides med tilnærmet dip-slip bevegelse med en svak komponent av sinistral sidebevegelse. C) Åpnet brudd med SØ-SV trend. Inneholder forkastningsmel bestående av leirpartikler og små klaster bestående av mangeritt.
35 2.2.3.4 Sammendrag og preliminær tolkning
Masseuttaket på Vian består av massiv mangeritt som i likhet med berggrunnen på
Bjørnerøya tilhører de sen-paleoproterozoiske AMCG plutonene i Lofoten-Vesterålen (Corfu, 2004 b).
De aller fleste bruddene på denne lokaliteten tilhører populasjon 2 og har NØ-SV til Ø-V strøk-orientering. De går derfor parallelt med Leknesgraben og de sideliggende fjellene og viser i tillegg et bratt fall større enn 60 grader og viser med det likhet til de bratte
fjellsidene langs kysten av Vestvågøya. Bruddene er konjugerende, noe som indikerer ekstensjonsbevegelse mot NV og SØ. Forkastningsaktivitet blir sterkt indikert av åpne brudd som er fylt med forkastningsmel. Mange bruddflater er i tillegg dekket med grønne
utfellingsmineraler (epidot og kloritt) noe som også indikerer forkastningsaktivitet.
Observerte slickenlines viser at bruddplan som faller mot S og SØ viser tilnærmet normal dip-slip, mens forkastningene som faller mot nord og nordvest viser normal dip-slip med sinistral sidebevegelse (Fig.10 f).
